Обяснителна записка към геоложката карта на република българия м 1: 50 000 картен лист

ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

Изтегляне 2.18 Mb.

страница	17/21
Дата	21.09.2017
Размер	2.18 Mb.
	#30718
Тип	Задача

1 ... 13 14 15 16 17 18 19 20 21

5.3. ТЕКТОНСКИ СТРУКТУРИ В ПАЛЕОГЕНСКАТА ПОКРИВКА

5.3.1. Съподчиненост на структурите и подходи при тектонското райониране

Подходите на тектонското райониране, разработени от Йорданов (1999а,b) и Yordanov (2002), са заложени в доразвит вид в схемата на съподчинеността, взаимоотношенията и регионалното развитие на главните късноалпийски структури в Източните Родопи (фиг. 19).

В хода на изследванията се наложиха известни терминологични промени. Те са свързани с употребата на термина „структурна (тектонска) зона”. Досега той се използваше в традиционния си (в т.ч. и за района на Източните Родопи) широк смисъл за структури от различен порядък и характер. Като такъв той фигурира и на отпечатаната геоложка карта на картния лист. Впоследствие бе счетено за целесъобразно употребата на термина „зона” да се хармонизира с възприетия понастоящем (при тектонското райониране на Алпийските и Карпатските терени) по-тесен смисъл за структура с определен по-висок ранг. Във връзка с това използваните досега „зони” и „подзони” са заменени с по-неутрални понятия

като „структура”, „част” или „участък”. Промяната е извършена при

Фиг. 18. Тектонска схема

1–4. Литотектонски единици – Източнородопски метаморфен терен:

1 – Белоречка единица;

2 – Кесебирска единица;

3 – Девесилска единица;

4 – Крумовишка единица; 5–12. Източнородопско комплексно понижение: 5 – Крумовградски участък; 6–8. Североизточнородопско понижение – Югоизточна част: 6 – Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог - югоизточен фланг с 7 – Ирантепенски вулкан; 8 – Ковил-Пчеларски пояс (Зимовински вулкан – южни дистални участъци); 9–12. Момчилградско понижение – Югозападна част: 9 – Рударковски участък; 10–12. Централна част:

10 – Кърджалийска депресия (трансзонална); 11 – Звезделски вулкан;

12 – Синделски участък от Нановишкия вулкан; 13 – условен контур на Галеницката тензионна зона – Пчелоядска подзона; 14 – граници между литотектонските единици – компресионни зони на срязване: I Кесебирска; II Девесилска; 15 –– разломи:  Авренски разлом;  Подрумченски разлом;  Голямокаменянски разлом;  Лопатарски разлом; 16 – крипторуптури – предполагаемо трасе на Кърджалийско-Самотновския праг; 17 – ос на гънкова структура:  Ягодинска синклинала

Абревиатурни обозначения: КП – Кесебирска подутина; ЛГ – Лудетински грабен

подготовката на обяснителната записка, последвала отпечатването на геоложката карта. За да се постигне терминологична съпоставимост между двата материала, в тектонската схема на записката и при въвеждащите текстове на тектонското райониране структурните термини са показани с двуяката им употреба.

Като условно първоразрядна структура, обединяваща цялото палеогенско пространство, се отделя Източнородопското комплексно понижение. С добавката „комплексно” (за разлика от традиционно използваното название „Източнородопско понижение”) се акцентира върху сложния, преимуществено вулкански строеж и пространствена изменчивост.

Второразрядните структури обединяват или представляват междинна категория спрямо треторазрядните единици. От своя страна те са тектонски и/или вулкански структури. Отделени са три второразрядни структури. Две от тях – Североизточнородопската и Момчилградската, са с характер на комплексни депресии, а третата – Звинишко-Ибреджекската, е със специфичен и силно усложнен вътрешен строеж. От своя страна те могат да

бъдат отъждествявани с комбинация от две и повече треторазрядни структури.

Тензионните трансзонални зони са самостоятелни структурни единици извън горепосочения йерархичен ред.

Структурообразувателните процеси са обособени в 4 главни етапа: R₁ – ларамийски; R₂ – илирски (късноеоценски); R₃ – пиренейски (рупелски) и R₄ – неотектонски (хат-рецентен). Всеки от тях е поделен на съответния брой подетапи (структурни подетажи) в обвръзка с времето на залагане на треторазрядните структури (фиг. 19). Схемата не отразява локално проявени размиви, осушавания или трансгресии, свързани напр. с калдерното развитие на Боровишкия, Сушицкия и Нановишкия вулкан.

Характерно за целия периметър на първоразрядната структура е неизразителната гънково-блокова, „германотипна” нагънатост.

Залагането на трите второразрядни структури в трайно очертаните им граници се предшества от формирането на Крумовградското и Припекското понижение, чиито регионален обхват и залагане се свързва с края на ларамийския и началото на илирския етап на развитие (фиг. 19). На картен лист Крумовград те са отнесени изцяло към строежа на структурата, означена от нас като Крумовградски участък („зона”) В един по-късен времеви интервал, съответстващ на началото на пиренейския етап, се формира широкообхватната Кърджалийска депресия с „трансзонален” характер.

Сравнително по-подробни сведения спрямо съподчинеността на структурите, както и принципите и критериите на тектонско райониране, са изложени в Обяснителната записка към картен лист Искра в М 1:50 000 (Йорданов и др., 2008d).

5.3.2. Крумовградски участък

Като „субмеридионална зона, заемаща източната периферия на Момчилградското понижение” се описва за първи път в Обяснителната записка към Геоложка карта на България в М 1:100 000 – к. л. Крумовград и Сапе (Боянов в: Горанов и др., 1995). Според авторите в състава ù вземат участие всички палеогенски седименти, седимент-вулканогенни и вулкански

Фиг. 19. Схема на съподчинеността, взаимоотношенията и регионалното развитие на главните късноалпийски структури в Източнородопското комплексно понижение (щрихованите полета показват застъпените единици в рамките на картния лист)
Абревиатурни обозначения:

ЗИКС – Звинишко-Ибреджекска комплексна структура със СМП – Св. Маринско понижение; ВПП – Високополянско понижение (северна дистална зона на Нановишкия вулкан); ТД – Тракийска депресия; ГТД – Горнотракийска депресия; ИТД – Източнотракийска депресия; ХМП – Харманлийско понижение; АКБВ – Ареал на късния базичен вулканизъм; ПТЗ – Планинецка тензионна зона; ГТЗ – Галенитска тензионна зона; ЗТЗ – Загражденска тензионна зона; ТВТС – Татаревска вулкано-тектонска структура; ХП – Хайкънско понижение; ЗВТС – Звезделска вулкано-тектонска структура; ГИП – Горскоизворско понижение; ИРР – Източнородопски риф

скали (вулканът Ирантепе), в т. ч. продуктите на т. нар. първи кисел вулканизъм. За западна граница се възприема ивицата на „втория среднокисел вулканизъм”.

В новите ни представи Крумовградският участък („зона”) включва всички палеогенски, в т. ч. палеоцен-средноеоценски и ранноприабонски скали, формирани до етапа на заложение, подстилащи и обтичащи в план югоизточният фланг на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог.

Рифовите варовици от мергелно-варовиковата задруга най-често опасват като броеница вулкано-седиментното корито и така рамкират неговия периметър. Поради това в отделни участъци те могат да бъдат обособени като самостоятелна структура (бариера), но не като елемент на трога, в който се обрушват и преотлагат.

Крумовградският участък има усложнено развитие и по-особен статут. Той попада в категорията на трансзоналните тектоно-структурни подразделения, тъй като основната му – или централна, част се отнася към Североизточнородопското понижение, западните му участъци (приблизително западно от меридиана на Крумовград) – към гънково-блоковия комплекс на Момчилградската второразрядна структура, а северният фланг на източното му продължение е преработен в резултат на събития и съответно структурообразуване, свързани със Звинишко–Ибреджекската комплексна структура.

На територията на к. л. Крумовград обширна площ от Крумовградския участък се разполага по северната периферия от мантията на Кесeбирската подутина между селата Любинци и Пелин от изток, през южно и ЮЗ от Крумовград до околностите на с. Самотно. Дължината му е около 22 km при максимална ширина от порядъка на 5–6 km. Между селата Скалак и Сивогурка към него се включва и дълбоко всечения на ЮИ периметър на Лудетенския грабен.

В строежа на тази структура са обединени седименти, изпълващи пониженията от ранното развитие на областта, както и Ранилисткото (или т. нар. Същинско Източнородопско) понижение, запълнено от скалите на теригенния комплекс и мергелно-варовиковата задруга. От своя страна, неговото разположение е един от основните фактори, определящи периметъра на Североизточнородопското понижение в новоочертаните граници, поради което описанието му се прави при характеристиката на второразрядната структура.

5.3.2.1.Понижения от началото на късноалпийското развитие на областта

Този тип структури са отделени от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф; Йорданов, 1999б). Към тях се отнасят Крумовградското и Припекското понижение, чийто дефиниции са допълнени с характеристики за обхватност („панизточнородопски”) и сложност („съставни”, фрагментарни депресии). И двете понижения влизат в обхвата на различни по-късни второразрядни и треторазрядни структури (фиг. 19), поради което не са изразени на тектонските схеми на картата и на фиг. 18.
Крумовградско понижение. Структурата е отделена и характеризирана от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) като „мастрихт-палеоценско панизточнородопско съставно понижение”. С това се акцентира върху три нейни характеристики: 1) ранно заложение; 2) широка обхватност; 3) сложност на вътрешната структура. Крумовградското понижение се изпълва и маркира от седиментите на Крумовградската група, свързани с процеси на крехки, предимно полегати срязвания на отделяне или от деколемантен тип, с блокова дезинтеграция, формиране на крехки гравитачни плаки по периферията на подуванията, съпроводено с обрушване и денудационни процеси от най-различно естество.

Залагането на тази структура бележи началото на късноалпийската тектонска активизация (R₁). Съпроводено е от краткотрайна и, според нас, ограничена по обхват трансгресия (напр. Dimitrova et al., 2001 – за района на Ивайловград)

Съставността (мозаечният характер) на понижението произтича от често локалното развитие на периферните или (по-рядко) вътрешнопланински обуславящи го структури, т. е. от липсата на пространствена връзка между тях. Предвид механизма на залагане, площта му далеч надхвърля границите на Източните Родопи.

На територията на изследваната площ понижението се маркира на повърхността по типовите области на разпространение на Шаварската и Кандилската свита северно и северозападно от Кесебирската подутина между с. Дъскари и мах. Шавар, в Лудетинския грабен – между с. Скалак до северно от с. Топлица, в ивицата между СИ от с. Кандилка – с. Дражинци, както и в неголям реликт, установен при с. Самотно (Йорданов в: Саров и др., 2002ф).

Припекско понижение. Отделено е от Йорданов (в: Саров и др., 1997ф) по името на с. Припек, разположено на територията на к. л. Златоград (М 1:50 000). По подобие на Крумовградското, понижението е именувано с характеристиките за обхватност („панизточнородопско”) и сложност („съставно понижение”).

Структурата има нов, несъвпадащ контур и пълнеж в ареала на развитието си спрямо постилащата, по отношение на която се явява наложена. Маркира се по разпространението и се запълва от седиментите на Ивановската група и основно – от скалите на Подрумченската свита. Заложена е на етапа R₂¹. В състава ù могат да се отделят редица частни понижения от по-нисък ред.

В изследвания район седименти на Подрумченската свита са развити на повърхността в четири изолирани един от друг района: в типовата местност на единицата ЮЗ от с. Подрумче; в малък блок, разположен СЗ от с. Лопатар (Лудетински грабен); в блоково оформена зона по десния бряг на р. Елбасан дере между селата Бодрово и Руй, както и в субекваториално изтеглена ивица между с. Малка Чинка до източно от с. Дражинци.

5.3.3. Второразрядни структури

Като регионални структури („структурно-тектонски зони”) от втори ред на картния лист са застъпени части от Североизточнородопското (СИРП) и Момчилградското понижение (МГП). В регионален план обособяването им се предопределя от периметъра и разположението на високорангови, негативни огъвания във фундамента по периферията на подутините или в междублоковите пространства. Важен елемент за обосноваването им е пространственото разположение на отнесените към тях наложени, кореспондиращи или съпоставими латерално треторазрядни структури.

5.3.3.1. Североизточнородопско понижение

Североизточнородопското понижение или „структурно-тектонска зона” (СИРП) се отъждествява с пространството, рамкирано по границата на Ранилистко понижение, Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог и западните участъци на Кърджалийската депресия. Към него спадат Маджаровската и Боровишката вулкано-тектонска структура. По периферията с кристалинните бордове се маркират откъслечни площи, отнасящи се към обхвата на по-ранните Крумовградско и Припекско съставно понижение.

Понижението има генерално СЗ–ЮИ направление (~130º), дължина около 75 km и сравнително постоянна (~40 km) ширина. На СЗ то е тектонски ограничено по разломи, оформящи Тополовския клин (Боянов и др., 1983, 1995). В изследваната територия са обхванати южните отдели от неговия ЮИ фланг. Флангът се маркира по центриклинално оформена зона, отново тектонски ограничена по ССИ–ЮЮЗ разлом, разположен между селата Багрилци и Подрумче или по зоната на Авренския разлом.

В обхвата на второразрядната структура се отделят четири части („подзони”) – северозападна, централна, югоизточна и източна. В рамките на картния лист са застъпени фрагменти от югоизточната част („подзона”) на СИРП.
Югоизточна част („подзона”). Югоизточната част на СИРП има субмеридионално удължение, с дължина между селата Дъскари и Котлари (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) около 22,5 km. Ширината ù е в границите на 8–10 km. Централните и северните ù участъци са с продължение на северозапад, покрити и процепени от скалите на Нановишкия вулкански масив, под когото тя се съчленява с централната част на СИРП.

В строежа на този сектор са включени елементи от Крумовградското и Припекското понижение, бележещи началото на късноалпийското развитие, югоизточният периметър на треторазрядното Ранилистко понижение и т. нар. Източнородопска рифова бариера, обединени в единния периферен Крумовградски участък. Основен елемент на югоизточната част на СИРП представлява югоизточният фланг на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог заедно с внушителния Ирантепенски вулкан. Към нея са причислени южните дистални участъци на отлагане на потоци кисела пирокластика, свързани с дейността на Зимовинския вулкан (к. л. Книжовник – М 1:50 000).

Ранилистко понижение. Като „Същинско Източнородопско понижение” структурата е регистрирана от Йорданов (1999б). Новото наименование (поради омонимията с наименованието на първоразрядната структура) се предлага при настоящите изследвания на Източните Родопи. В него се осъществява най-мащабната късноеоценска трансгресия. Изпълва се и се маркира от отчасти смесената (бракично-морска) седиментация в основата на теригенния комплекс и мергелно-варовиковата задруга. Залагането на треторазрядната структура се осъществява на ранноилирския R₂²етап.

На територията на к. л. Крумовград попада обширна площ от югоизточния фланг на понижението, следяща се от източната граница на картния лист (или меридиана на с. Любинци) през южно от Крумовград до околностите на селото Звънарка и Зейна. ЮИ от с. Звънарка и в землищата на селата Сивогурка и Малко Каменяне фрагменти от структурата са съхранени съответно в СЗ и ЮИ фланг на Лудетинския грабен. Между северно от с. Зейна и селата Рибино и Самотно (източно от т. нар. Рибиновско подуване – Атанасов и др., 1980ф) се оформя удължена в СИ–ЮЗ посока, дълга около 10 km и широка 1,5–3,5 km ивица, приобщена на по-късен етап към гънково-блоковия комплекс, определящ структурните характеристики на Момчилградското понижение („структурно-тектонска зона”).

Към Ранилисткото понижение се отнася и т. нар. Рударковски участък – преходна зона между СИРП и МГП, принадлежащ и охарактеризиран към югозападната част на Момчилградското понижение (Йорданов и др., 2008c). Участъкът бележи най-ранната морска инвазия, осъществена в рамките на МГП, поради което описанието му се прилага към характеристиките на югозападната част от тази второразрядна структура.
Леново-Крумовградски вулкано-седиментен трог. Като „Кърджалийска вулкано-тектонска депресия” или „Лъки-Крумовградски вулкано-седиментен трог” структурата се дефинира от Йорданов (1996ф; 1999б). Новото наименование се предлага за първи път при настоящите изследвания на Източните Родопи. Това твърде мащабно съоръжение от III ред се залага на етапа R₂³, окачествяван често като времето на илирския преврат.

Трогът представлява инверсна (компенсационна) тилна зона на разтягане и активен колапс, съпроводен от дълбочинни осови или вътрешнобордови скъсвания, генериращи и контролиращи изцяло късноеоценския среднокисел вулканизъм. Вън от неговия периметър не съществуват вулкански прояви от етапа на залагане.

Структурата има отчасти асиметрично коритообразно сечение и неправилна в план форма, удължена в ЗСЗ–ИЮИ посока. Цялостната ú характеристика се прави в Обяснителната записка към к. л. Николово – М 1:50 000 (Йорданов и др., 2008e).

На територията на к. л. Крумовград са застъпени южните отдели от ЮИ фланг на структурата, като строежните елементи по части от периферията ù са: рифова бариера, очертаваща зоната на колапса; обрушване и активни олистостромни явления, съпътстващи регресията към същата зона; турбидитна седиментация в рязко удълбочения редуциран басейн, предшестваща или синхронна (в периоди на затихване) на активната вулканска дейност. От своя страна вулканските прояви на Ирантепенския вулкан са съсредоточени изцяло в нейните рамки.

Ирантепенски вулкан. Като „Ирантепенски стратовулкан” за първи път се обособява от Р. Иванов (1960). Горанов и др. (1995) отнасят продуктите му към т. нар. задруга на първи среднокисел вулканизъм. Съществуват различни становища за регионалната привързаност на тази вулканска структура. Йосифов (1991) я включва в единен „Звездел-Крумовградски” магмен център”. Саров и др. (1996ф) като „Калабашки вулкан” я причисляват заедно със Звезделския и Светиилийския вулкански център към „една обединяваща структура – Нановишка калдера”. Същевременно същите автори (по геоморфоложки и геофизични данни) определят вулкана като самостоятелна асиметрична кръгова структура. По специфична ториева радиогеохимична специализация Никова (във: В. Георгиев и др., 1997ф) предполага наличието на гранитоидна интрузия и евентуалната многофазна същност на магмената система в дълбочина.

Йорданов (в: Саров и др., 2002ф) установява основните строежни елементи по периферията на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог между Крумовград и с. Чал. В този район се очертава югоизточният фланг на регионалната структура, генерираща късноеоценските среднокисели вулкани от илирския тектоно-магматичен стадий, един от представителите на които е Ирантепенския вулкан.

Структурата се разполага на значителна площ, обхващаща североизточните отдели на к. л. Крумовград и основно югоизточния квадрант на к. л. Студен кладенец (М 1:50 000). Малки периферни части от нея са представени на картните листове Маджарово и Черничево (М 1:50 000).

Съхранени фрагменти от приабонския бариерен риф обточват южната и източна периферия на вулкана, очертавайки външния контур на оформящото се корито. По късноеоценско време (35–36 Ма) по вътрешните части на бариерата се осъществява рязък колапс, съпроводен от отдръпване на басейна, бурно отлагане на олистостромната Лисичарска свита и преотлагане на рифа, примесен с продукти на слаби начални експлозии. След кратка, не така характерна тук турбидитна седиментация, директно следва активна вулканска дейност. Множество вулкански центрове са установени северно от селата Грапа, Пелин и Перуника. Заедно с центровете южно и западно от с. Чал, вр. Калабак (възприеман от някои автори като основен проводящ канал), както и тези северно и източно от с. Красино и южно от с. Сладкодум (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000), те оформят една дъговидно извита на ЮИ ивица, чието разположение е в пряка зависимост с линията, трасираща вътрешните, отпускащи се части на кората по бариерната зона.

Преобладаващата маса от скалите на Ирантепенския вулкански комплекс, представена от андезитови лавобрекчи и агломератови туфи, се възприема като комбиниран продукт на пирокластични и лавови потоци в субаквална обстановка. Същите са насочени предимно към понижените трогови части от северозападното подножие на полудъгата, маркирана понастоящем от корените на продуциращите ги вулкански центрове.

Йорданов (в: Саров и др., 2002ф) проследява западното продължение на тези продукти до левия бряг на р. Крумовица на северния картен лист и установява преки взаимоотношения между тях и трансгресивно разполагащата се туфо-туфитната пачка на Рабовския вулкански подкомплекс от основата на Нановишкия вулкан. По този начин се доказва северозападното продължение на структурата по протежението на трога под наложената на по-късен етап полукръгова магматогенна структура. С този факт се обяснява присъствието на среднокисели резургентни (акцесорни) лапили всред киселата пирокластика от различни етапи на нейното развитие.

На места и в отделни моменти на затишие са регистрирани прояви на нормална трогова седиментация, алтернираща с вулкански продукти на възобновена активизация.

Допълнителни сведения относно строежа на вулкана са изложени в Обяснителната записка към к. л. Студен кладенец – М 1:50 000 (Йорданов и др., 2008b).

Ковил-Пчеларски пояс. Поясът представлява част от „трансзоналната” Кърджалийска депресия, чийто характеристики са изложени при описанието на централната част от МГП. Изграден е от пирокластични потоци, пеплопадни туфи и туфити, възприети тук като южна дистална зона на отлагане на кисела пирокластика, продукт на Зимовинския вулкан. Центровете на същия са свързани със Звинишко-Ибреджекската комплексна структура и по-конкретно със Звинишката кръгова структура (к. л. Книжовник – М 1:50 000). Поясът се разполага като сравнително тясна издържана ивица със ССИ–ЮЮЗ направление, следяща се между землищата на селата Пчелари и Ковил (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) и с продължение на юг до района на с. Трайковци. Общата ù дължина е 21 km, при относително непостоянна (0,5–2,5 km) ширина. Пирокластиката на комплекса, свързана с ранните етапи на активизация, рядко прехвърля границите на трога.
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. В пределите на картния лист развитие имат както гънкови, така и блокови структури.
Гънкови структури. Основната гънкова структура в пределите на картния лист е Ягодинската синклинала.

Ягодинска синклинала. Структурата (по името на с. Ягода, СИ от с. Ковил – к. л. Студен кладенец в М 1:50 000) се описва за първи път при настоящото проучване. Сходно трасе на синклинала в пределите на „Звездел-Крумовградската вулкано-тектонска структура” (Boyanov, Goranov, 2001) е маркирано схематично в някои от обобщителните трудове на същите автори.

Структурата има генерално СЗ–ЮИ направление (135º), съвпадащо с ориентацията на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог и структурите от централната част на СИРП. Дължината по оста ù на повърхността възлиза на около 13,5 km. Северозападното ù продължение остава скрито под североизточната част на МГП, заето от периметъра на Нановишкия вулкан (извън пределите на картния лист). Максималната ù ширина е около 15 km. Центриклиналните участъци на структурата са очертани добре в района на с. Перуника (к. л. Черничино – М 1:50 000).

Структурата представлява сравнително плитка, отворена негативна брахигънка, заложена на илирския R₂³подетап F₂¹(табл. 3). Наклоните в крилата ù рядко надхвърлят 30º и обикновено са в границите 10–20º.

На територията на изследваната площ е обхванато югозападното крило, изградено последователно от седиментите на Шаварската, Подрумченската свита, конгломератно-пясъчниковата задруга на теригенния комплекс и мергелно-варовиковата задруга. Западното му продължение (западно от меридиана на Крумовград) се възприема като общ, преориентиран на етапа R₄^1-1елемент от югоизточното крило на Момчилградската синклинала.

Ядрените части на Ягодинска синклинала са заети от седиментите на Лисичарската, Пъдарската свита и основно от скалите на Ирантепенския вулкан. Към тях следва да се приобщят пирокластичните потоци от южните дистални зони на Зимовинския вулкан и фрагмент от Кърджалийската депресия около селата Морянци и Раненци (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000).

Началните етапи от развитието на структурата се свързват със залагането на вулкано-седиментния трог като F₂¹гънки на плъзгане към пониженото

пространство. Въздействие върху пластичната седиментна подложка и съответно върху облика на структурата оказват големите маси вулкански продукти на съсредоточения в троговите рамки Ирантепенски вулкан, с които се свързват F₂³гънките на вулкано-тектонско слягане под силата на тежестта от етапа R₂⁽⁴⁾. В комбинация с тях са установените F₂³гънки в лавовите и пирокластичните продукти на вулкана.

Табл. 3. Генетични групи и гънкови (гънково-блокови) генерации в Източнородопско комплексно понижение

Източнородопски късноалпийски гънково-блоков комплекс

гънкови (F) и гънково-блокови (BF) структури

деформацио-

нен етап

Генетични
групи

генерации,
индекс

ендогенни (тектогенни)

генерации, индекс

екзогенни

тип

тип

Постседиментационни

BF₆

гънково-блокови хорст-моноклинали, грабен-синклинали,флексури и др.

F₇

гънки на ерозионно разтоварване

R₄³

F₆

линейни сложно устроени структури с редуцирани и трансформирани (видоизменени) сектори

R₄²

Преработка

F₅

плитки мащабни, предимно спокойни изометрични или брахисинклинални

R₄¹

Син- постседиментационни

синккал-
дерни

BF₄

преобладаващо грабен-синклинали; приразломни огъвания

R₃⁽⁴⁾

синвулкански

F₄

ГПНЛП; ЛПСГ;

унаследени субструктури в пирокластичните потоци

R₃²

F₃ (BF₃)

моноклинални, полуизометрични негативни и гънково-блокови негативни

R₃¹

Син- постседиментационни

синвулкански

F₂³

гънки на вулкано- тектонско слягане под силата на тежестта; локални дребни гънки на пластично течение

R₂⁽⁴⁾

F₂²

гънки на първични наклони в лавовите покрови (ГПНЛП)

R₂³

F₂(BF₂)

гънки на плъзгане, в т.ч. съпроводени със страничен натиск; (хорст-) антиклинали и (грабен-)синклинали, моно-хомоклинали

F₂¹

локални подводно-свлачищни гънки (ЛПСГ)

Предсинседимен
тационни (по отношение на R₂²)

F₁(BF₁)

унаследени отразени (щампови) и гънково-блокови

R₁- R₂²

Цялостното дооформяне на структурата съвпада с оформянето на Момчилградската синклинала и се свързва със забележителен (R₄^1-1) етап на издигане в цокъла (Кесебирската и Белоречката подутина).

Блокови структури. Най-изразителната блокова структура в рамките на изследваната площ е Лудетенският (Малокаменянски) грабен.

Лудетенски грабен. За първи път структурата е описана от Боянов и др. (1961ф) и доохарактеризирана от Шабатов и др. (1965ф). Грабенът е с най-общо СЗ–ЮИ удължение (150º). Северозападният му фланг е в околностите на с. Победа (западно от вр. Адатепе), а на ЮИ, с дължина над 7–8 km, структурата се разпростира до околностите на селата Сивогурка и Девесилица. Широчината (между 1 и 2 km) е изменчива благодарение на силно повиващия югозападен – Лопатарски бордови разлом. Структурата е от типа на характерните за Източнородопския регион дълбоко врязани в рамката протодепресионни, конседиментационни грабени, заложени на етапа R₁по периферията на подутините в метаморфния цокъл. Пълнежът ù се състои основно от скалите на Шаварската свита (Крумовградска група), Подрумченската свита (в отделни блоково оформени фрагменти южно от с. Щърбина) и монотонни, основно грубо-неяснослоести пясъчници от състава на конгломератно-пясъчниковата задруга (теригенен комплекс).

В района на селата Синап и Щърбина преобладаващо силно уплътнените разнокъсови, в т. ч. гигантскоблокови брекчи на Шаварската свита оформят на фона на общото пропадане трапецовиден, стесняващ се на изток напречно разположен хорст. Около и ЮИ от с. Къклица по югозападната периферия на грабена е установено двукратно, осъществено на по-късен етап стъпаловидно субпаралелно пропадане на скалите на конгломератно-пясъчниковата задруга спрямо външната, контактуваща с цокъла ивица, изградена от скалите на Крумовградската група. Амплитудата на тези късни движения не е добре изяснена поради нееднакво и неравномерно представения пълнеж.

5.3.3.2. Момчилградско понижение

Момчилградското понижение („структурно-тектонска зона”) е по същество по-късно от СИРП. Залагането на комплексната депресия, изключвайки ларамийските и ранноилирските (R₂¹) активизации по периферията на синформно огънатите кристалинни бордове, се свързва с етапа на троговото заложение (R₂³) и ликвидиране на Кърджали-Самотновския праг в района от с. Седловина (к. л. Кърджали – М 1:50 000).

Понижението има генерално СИ–ЮЗ (55º) направление, почти напречно разположено под ъгъл 85º спрямо структурите от СИРП. Общата му дължина е около 55 km. Напречната ширина е непостоянна, като достига 34 km.

В него са обособени три части („подзони”): североизточна, централна и югозападна. В рамките на изследваната площ са представени фрагменти от югозападната и централна част на МГП.
Югозападна част („подзона”). Тази част на второразрядната структура има генерално И–З направление, дължина близо 30 km и непостоянна ширина. От север границата ù с централната част на понижението се маркира по удължението на Мъженската рифова бариера или Мъженската флексура и Яминския разлом (к. л. Джебел и к. л. Златоград – М 1:50 000). От запад тя опира в Добромирския серпентинитов масив (к. л. Златоград – М 1:50 000), а в източна посока завършва (изклинва) с Рударковския участък. Южната граница се маркира по северната периферия на Кесебирската подутина.

Строежът на югозападната част на МГП е обстойно разгледан в Обяснителната записка към к. л. Джебел и Кирково в М 1:50 000 (Йорданов и др., 2008c).

Югозападната част на МГП отговаря приблизително на т. нар. южен блок (Атанасов и др., 1972) или Добромирско-Чорбаджийски район (зона – Кожухаров, 1995; Boyanov, Goranov, 2001). В пределите на изследваната площ попада нейният най-източен, Рударковски участък („зона”).
Рударковски участък Обособяването му се прави за първи път при настоящите проучвания на Източните Родопи (Йорданов и др., 2008c).

Участъкът се разглежда като част от т. нар. Източнородопски риф от периметъра на Ранилисткото понижение, но локално прекрачващ неговите граници. Той бележи началото на обширна трансгресия, обхващаща Момчилградското понижение на R₂³ илирския подетап.

Рударковският участък се разполага между района на селата Малка Чинка, Рибино и околностите на с. Елхово (к. л. Джебел в М 1:50 000). Маркира се по седиментите на мергелно-варовиковата задруга – прибрежни, преобладаващо биостромни варовици, разполагащи се директно върху кристалинния фундамент. На територията на изследвания район попада източният му фланг, следящ се между указаните села до около 1 km западно от с. Рударка, откъдето напуска пределите на картния лист.

Участъкът маркира тесен пролив с ширина не повече от 1–1,5 кm, разположен между северозападните периферни склонове на Кесебирската подутина и Рибиновското издигане. Проливът е играл ролята на преливник от ранноприабонския басейн, изпълващ Ранилисткото понижение на запад към пространството на Момчилградското понижение, представлявящо към този момент континентална суша. Пробивът се свързва с преодоляването на т. нар. Кърджалийско-Самотновски праг.

Централна част („подзона”). Тя е с обща дължина 40 km и има субекваториално удължение. От север е ограничена от трасето или мисленото продължение на Момчилград-Джанковската крипторуптура (к. л. Студен кладенец и Кърджали в М 1:50 000), а в западна посока – от възможен крипторазлом с аналогична И–З ориентация. От юг част от границата ù се бележи с тектонски скъсвания по флексурни пропадания от системата на Пресешката дислокация или нормално по скалите, изпълващи Бенковското понижение (ЮЗ част – к. л. Златоград и Джебел в М 1:50 000). Ширината между указаните граници е около 17 km.

В пределите на изследвания район към централната част на МГП са застъпени площи от Кърджалийската депресия, обособения при настоящите изследвания Синделски участък, както и източната периферия и източните дистални участъци на Звезделския вулкан.

Кърджалийска депресия. Това е наложена „трансзонална” структура, характеризирана от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф, 2005ф). Пълнежът ù се отъждествява с разпространението на Кърджалийската вулкано-седиментна група. На територията на картния лист освен Ковил-Пчеларския пояс от югоизточната част на Североизточнородопското понижение, неголяма площ, заета от скалите на варовиковата пачка от пирокластично-варовиковата задруга на групата се разполага в района на селата Рударка и Снегово.
Синделски участък („зона” от Нановишкия вулкан). Участъкът, именуван на с. Синделци, се въвежда с цел разграничаване на централните, собствено магматогенни участъци на Нановишката магматогенна полукръгова структура от проксималните и дистални зони по нейната югоизточна периферия. Като такъв се очертава периметърът, разположен южно от Момчилград–Джанковската магмоконтролираща крипторуптура между с. Свирец (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) и с. Рибино. Участъкът е изтеглен в ЮЮЗ–ССИ (20º) посока, с дължина между указаните села 16 km и ширина 4–6 km. Той е с продължение на север–североизток (в основата и част от сомата на Нановишкия вулкански масив). Очертава се по разпространението на туфитно-туфозната задруга и лавови потоци от състава на Рабовския вулкански подкомплекс, пясъчниково-брекчоконгломератната задруга, както и варовиково-пирокластичната задруга към Чифлишкия подкомплекс. Южно от с. Свирец към него до голяма степен условно са причислени части от серия лавови потоци и покрови от Зорнишкия етап на Нановишкия вулкан. Единиците в основата са югоизточен аналог на разположената на северозапад т. нар. Груевска зона (к. л. Кърджали – М 1:50 000), а киселата пирокластика и подстилащата я теригенна задруга са част от пълнежа на Плазищенското понижение, чиито корени са привързани и проникват на север към централните участъци на Нановишката калдера.

Заедно с преориентираните на R₄^1-1 етапа (табл. 3) подстилащи единици Синделският участък представлява елемент от югоизточното крило на голямата Момчилградска синклинала.

Плазищенско понижение. Като самостоятелна структура се обособява при настоящото проучване. Понижението не е отразено на фиг. 18, тъй като се възприема като част от ареала на Нановишкия вулкан, в конкретната изучена площ приобщена към периметъра на Синделския участък. На територията на картния лист разкрити фрагменти от него се наблюдават в районите около селата Карамфил, Синделци, Крепост, Месари и Рибино.

Понижението представлява южен аналог на Високополянското понижение (Йорданов и др., 2008a). Заложено е на един междинен (R₃²–R₃³) пиренейски подетап, предопределящ нова конфигурация на олигоценския басейн. В основата му се разполагат скалите на пясъчниково-брекчоконгломератната задруга, бележещи етап на вулканска активизация, регресия и трансформиране границите на басейна. Структурата се маркира по преобладаващия пълнеж от скалите на варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишкия вулкански подкомплекс – Нановишки вулкански комплекс), отложен в топло плитко море. Южната дистална зона от рамките на Плазищенското понижение, застъпена в изследваната площ, се обособява по ареала на периодични насочени взривове и пирокластични потоци. Те са продукт главно на Църквишкия сърповиден канал, разположен в източната при калдерна зона от централните участъци на Нановишкия вулкан (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000). Периодите на затишие на експлозивната дейност се бележат от интензивна рифогенеза. В западна посока тези вулканитите се зацепват и покриват от делтови наслаги, изпълващи Джебелското понижение (к. л. Златоград, Джебел и Кърджали в М 1:50 000).

Звезделски вулкан. Тази треторазрядна вулкано-тектонска единица представлява мащабна палеовулканска структура, от която в площта на к. л. Крумовград попада малък фрагмент от централната (прикалдерна) част и източните периферни участъци. „Андезитобазалтова ефузия от хоризонт на ІІІ среднокисел вулканизъм” (Р. Иванов, 1960), част от „Стръмниридска вулкано-куполна структура” (Вапцаров, 1983), „Звезделска магмена структура” (напр. В. Георгиев и др., 1998ф), „Звезделска калдера” (Вапцаров, 1987) като част от „Звезделския вулкански район” (В. Георгиев и др., 1998ф), „Звезделски вулкански масив” (Harkovska et al., 1994) или „Звезделска вулкано-тектонска структура” (калдера – Йорданов, 1999б) – това са част от определенията на единицата. Съществуват схващания относно нейния магматогенен кръгов характер или вулканска постройка от централен тип с белези, характеризиращи я като типичен стратовулкан (Янев, 1981; Вапцаров, 1983; Nedialkov, Pe-Piper, 1998; Yanev et al., 1998). Според Raicheva, Marchev (2006) наличието на множество дайки, някои от които се считат за подхранващи канали на лавови потоци (Московски и др., 1990; Harkovska et al., 1998а), определя по-скоро щитовидния тип на структурата.

Звезделският палеовулкан е причислявана към т. нар. Джебел-Звезделска зона (Кожухаров и др., 1995), Звездел-Крумовградска зона или Звездел-Крумовградската вулкано-тектонска структура (Boyanov, Goranov, 1997ф; 2001).

Строежът на вулкана е относително прост. В периферните проксимални участъци в основата му са отложени две напълно сходни по състав туфитно-туфозни пачки с епикластити. Същите представляват издържани маркантни нива, разделени от долна ефузия от базични до среднокисели вулканити – лавов покров с приблизително постоянна дебелина. Следва главната – горна ефузия, която продуцира основно нееднократно, импулсно наслагващи се лавови покрови, изключително рядко съпътствани от слаби експлозии с локално развити пирокластични пачки (Йорданов и др., 2008d).

В проксималните периферни части на структурата най-вече от север и юг са набелязани голям брой съхранени стълбове на подхранващи канали, сечащи както само долния, така и горния ефузивен покров. В дисталната периферия на вулкана пръстенообразно са развити множество субвулкански секущи и силообразни тела.

В централните участъци (к. л. Джебел – М 1:50 000) се разполага „центриращата” вулканския апарат хипоабисална интрузия, изградена от дребнозърнести кварцмонцогабра, монцогабродиорити, монцодиорити до граносиенити (Nedialkov, Pe-Piper, 1998).

Новоустановеният строеж на непосредствената подложка спрямо централните участъци на вулкана, както и тектонските взаимоотношения между двете зони подкрепят тезата на Вапцаров (1983, 1987) за калдерния характер на структурата. Самият характер на калдерата не е уточнен в детайли. Вапцаров (1983) допуска, че калдерното пропадане предшества оформянето на вътрешнокалдерна, по-късна „вулкано-конусна постройка – Звезделския стратовулкан (s.s.)”. За подобно развитие свидетелства най-вероятно хипоабисалното ниво на внедряване на Звезделската интрузия. За „Звездел-Пчелоядското сводово издигане със силно субмеридионално удължение и като структура, свързна с магматичното огнище в ядрените части на Звездел-Галенитското рудно поле” съобщават Гергелчев и др. (1977). Тези данни не изключват едно по-късно резургентно издигане с последвало повторно частично пропадане, което се индикира от взаимоотношенията с вулканитите от Момчилградския и Соколинския етап от развитието на Нановишкия вулкан в т. нар. Хубавелския участък (к. л. Джебел – М 1:50 000). Самата конфигурация на централната (прикалдерна) част на вулкана е до голяма степен идеализирана. По наши данни най-източният дъговиден сегмент от калдерния разлом е регистриран при с. Ралица (западната периферия на к. л. Крумовград).

Към литодемичния пакет на вулкана в рамките на изследвания район се включват скалите на части от новодефинираните Чуковско-Сулишка (северна) дъга; Звезделския субвулкански пръстен, както и югоизточния фланг на Багрянско-Пазарския дайков сноп.

Чуковско-Сулишката дъга (по името на селата Чуково – к. л. Джебел в М 1:50 000 и Сулица) представлява изпъкнал на север, дълъг около 18 km полупръстен, разположен по северната вътрешна периферия на вулкана. Изграден е от поредица групирани сателитни подхранващи канали, некове и куполи с изометрична форма. На територията на к. л. Крумовград попада неговият източен фланг, маркиран по множество, сравнително гъсто и равномерно разположени канали в района между селата Веселина, Сулица, Карамфил и Ауста.

Звезделският субвулкански пръстен маркира дисталните зони на главната вулканска постройка. Той има неправилна в план елипсоидна, силно удължена в изток–западна посока форма, приблизителна дължина 37 km и ширина около 17 km. Разполага се между с. Шипок (к. л. Златоград в М 1:50 000) до западно от с. Джанка (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000) и с. Павлина. Изграден е предимно от разообразни по размери неправилни секущи тела, но много чест елемент са класическите силове (напр. в района на с. Луличка). Определяща роля за разпространението му в южна и северна посока имат съответно кристалинните бордове (в района на с. Делвино – к. л. Джебел в М 1:50 000) и Момчилград-Джанковската магмоконтролираща крипторуптура (северно от изследваната площ). Освен силовете при с. Луличка, на к. л. Крумовград множество, в т. ч. значителни по размери субвулкански тела с неправилна форма са внедрени основно западно, югозападно и източно от с. Горна Кула. Размерите на някои от телата достигат до 2 х 1 km.

Дайковите скали са групирани в три основни снопа, от които в изследваната площ попада само част от Багрянско-Пазарския дайков сноп (Йорданов и др., 2008cd). Снопът е разположен между селата Багрянка (к. л. Кърджали – М 1:50 000) и Пазарци. Структурата е със ЗСЗ–ИЮИ (~150°) направление, дължина 12 km и максимална ширина 2,5 km, миндаловидно изцеждаща към фланговете. В северозападния ъгъл на к. л Крумовград е обхванат югоизточния фланг на снопа, разположен между селата Веселина и Пазарци. Подробно описание за типа, механизма на залагане (кулисообразно ешелонизирано преотваряне) на дайките от СЗ му фланг в околностите на с. Багрянка са представени в Стоянов, Харковска (1993).
Характеристика на гънково-блоковия комплекс. Момчилградска синклинала. Структурата е описана за първи път и под това име от Яковлев и др. (1954ф). Като „синклинорий” или „грабен-синклинала” се разглежда съответно от Е. Бончев (1960) и Шабатов и др. (1965ф).

В първоначалните представи тя е дефинирана най-общо като заключена в пространството между източната периферия на Централнородопската структура (т. нар. Мадан-Давидковско подуване) и Източнородопския блок-свод. Тук за първи път е очертан нов ЮИ борд, което предполага нова конфигурация и съответни характеристики. Сложното съчленяване и преориентация на структурите от Североизточнородопския гънково-блоков комплекс се осъществява по зона, разполагаща се по меридиана на Крумовград. По-конкретно коляновидното прегъване се осъществява западно от продължението на блоковото издигане по фундамента СИ от Лудетинския грабен като част от т. нар. Черквенско подуване (Шабатов и др., 1965ф).

Синклиналата представлява малоамплитудна плавна отворена F₅ гънка от брахиструктурен тип с обща дължина 45 km и максимална ширина 24 km. Шарнирът ú има ЗЮЗ–ИСИ направление (55–60º). Основното прегъване и югозападните центриклинални участъци се разполагат западно и югозападно от изследваната площ.

В регионален план ядрените части на структурата се изпълват от скалите на Джебелска свита, пачките от основата на Звезделския вулкански комплекс, варовиковата задруга и пирокластите на Стоманския вулкан (к. л. Джебел – М 1:50 000).

На територията на к. л. Крумовград са застъпени средните и част от ЮИ отдели от югоизточното крило, както и най-източните части от ядрото на структурата, изградена от скалите на Звезделския вулкан.

В строежа на средните части от крилото вземат участие последователно единиците, изграждащи западните отдели на Крумовградския участък (Шаварска, Кандилска, Подрумченска свита; конгломератно-пясъчниковата и мергелно-варовиковата задруга) и Синделския участък – туфитно-туфозната задруга (Рабовски вулкански подкомлекс), пясъчниково-брекчоконгломератната и варовиково-пирокластичната задруга (Чифлишки вулкански подкомплекс). Преориентирани и западащи в западна и СЗ посока са и седиментите на Лисичарската и Пъдарската свита от района между селата Луличка и Мехурка.

Към югоизточните отдели на крилото се отнасят скалите от варовиковата пачка на пирокластично-варовиковата задруга от състава на Кърджалийската вулкано-седиментна група, развити между селата Рударка и Снегово.

В по-голямата си част елементите на слоестостта затъват с наклони 5–20º на запад, югозапад и по-рядко на северозапад.

На север евентуалното (условно) продължение на ядрените части от структурата би могло да се търси в Нановишкото грабен-синклинално калдерно понижение, запълнено основно от скалите на Равенския вулкански комплекс (к. л. Студен кладенец – М 1:50 000).

Наличието на тектонски граници по някои отрязъци от контура на крилата не е основание за възприемане на „грабен-синклиналното” определение. Множеството разноориентирани, по-локално проявени и сравнително къси прегъвания от по-нисък ред не са от естество да предадат „синклинориен” характер на структурата.

5.3.4. Други тектонски структури

5.3.4.1. Трансзонални тензионни зони

Костов (1954) изказва мнението, че определени дайки и тела от кисели вулканити от Източнородопския регион очертават сравнително тесни зони, отговарящи на регионално развити тензионни пукнатини.
Галенитска тензионна зона. Зоната е дефинирана от Р. Иванов (1960). Маркира се от множество изолирани едно от друго наземни изометрични или линейни тела и вулкански постройки от състава на киселия тензионен комплекс (Йорданов в: Саров и др., 2002ф), образуващи сноп със изток–югоизточно направление (110–120º). Снопът е с дължина повече от 50 km при ширина от 3–4 до над 20 km. Отделните линейни тела в повечето случаи имат сходно ИЮИ удължение.

Разделянето на единната структура на „географски очертани и структурно предестинирани подзони” е предложена от Йорданов (в: Саров и др., 2002ф). Мотив за това са обособените от същия автор две градивни единици с ранг на подкомплекси – Устренски и Пчелоядски. Съответните генериращи ги подзони се съчленяват в района на селата Рогозче и Старово (к. л. Джебел – М 1:50 000). На к. л. Крумовград е застъпена само част от изток–югоизточната – Пчелоядска подзона на обединяващата ги структура. Подзоната включва продуктите на големия Пчелоядски вулкан от линейно-гнездови тип.

Пчелоядска подзона. Формулира се за първи път при настоящите изследвания на Източните Родопи. Следи се от района на с. Тополка до с. Рогозче (к. л. Джебел – М 1:50 000) с обща дължина около 25 km при максимална ширина от 13 km. Заедно с екструзива, разположен северно от с. Врана поляна, широчината ù на к. л. Крумовград достига около 9 km. Главното трасе на подзоната в района се следи между източно от село Тополка до околностите на с. Пчелояд, откъдето преминава на съседния картен лист. Основното направление (100–120º) повива във фланга до субекваториално. Сравнително отдалечен дайков сноп с изолирано разположение и нетрадиционна (150º) ориентация, дължина 2 km и широчина 0,5 km се наблюдава в района на с. Крепост. Единични дайки от същия район имат косо до напречно СИ–ЮЗ направление.

Пчелоядската подзона се маркира по преимуществено киселите продукти на Пчелоядския вулкан.

Пчелоядски вулкан. Вулканът е относително просто устроена структура от линейно-гнездови тип. При него не е установено наличие на встъпителна експлозивна фаза. Структурата е изградена основно от издържани в пространството дайки, дайкоподобни субвулкански тела и вулкански куполи. Те запълват тензионни безамплитудни разломни снопове и пукнатини. Някои от дайките се следят в продължение на 4–5 km. Най-големите екструзивни тела с неправилна форма са разположени в района между селата Рибино, Седефче и Пчелояд. Всред тях не се изключва наличието на срастнали куполи, чиито общи размери на места достигат 2 х 1 km.

Тензионните снопове проникват във вероятно плитко разположена в кората камера с поетапно генериране и фракциониране на основно кисели и по-малко среднокисели топилки. В хода на вулканизма се наблюдава известно антидромно разпределение. Развитието му е проследено при описанието на съответния вулкански подкомплекс в раздел 4.

Ареал на късния базичен вулканизъм. Под това название обособяваме пространството на развитие на разсеяни или групирани олигоценски базични тела с мантиен произход, описани за първи път от Маврудчиев (1964). Подробната им разностранна характеристика се дава от Marchev et al. (1998). Авторите обвързват генезиса им със субдукцията, магматично фракциониране в горната мантия и корова контаминация.

Структурната дефиниция произтича от „отворената”, не строго ограничена площ на разпространение, както и от липсата на закономерност в разпределението на телата, отнесени към съответния комплекс.

Ареалът (структурната зона) е със субекваториално направление и обхваща пространството от западно от с. Егрек до източно от с. Орешино (к. л. Мандрица – М 1:50 000) с обща дължина 45 km. Ширината му на българска територия е около 20 km, а с новоустановеното тяло при Маджарово тя нараства до 30–35 km. Изградена е преобладаващо от дайки, ориентирани ортогонално или в СЗ–ЮИ и СИ–ЮЗ посока, внедрени по тензионни пукнатини или разломи с аналогично направление (Маврудчиев, 1964; Marchev et al., 1998). Описвани са още диатреми, некове и субвулкански тела.

В регионален план телата на комплекса на късния базичен вулканизъм се разполагат предимно в ядрените участъци и по-рядко по периферията на Кесебирската и Белоречката подутина. В изследваната територия няколко неиздържани дайкови снопа и отделни самостоятелни тела с посока съответно 20–50º и около 150–160º са съсредоточени най-общо в района ЮЗ, Ю и ЮИ от с. Егрек, както и на около 3 km източно от с. Аврен (Боянов и др., 1961ф).

Marchev et al. (1997) приемат, че Родопските алкални базалти от зоната са „тясно свързани с най-младия фелзитов риолитов вулканизъм в Източните Родопи”. По наличието на ксенолити от мантийни перидотити, кумулати и метаморфни скали от фундамента в алкалните базалти и лампрофировите дайки Marchev et al. (2006) предполагат, че в ареала на разпространението си телата маркират пластинообразни ултрабазични или базични плутони, внедрени на границата между кората и горната мантия. Според тях плутоните са разположени под метаморфните ядрени комплекси на Белоречката и Кесебирската подутина.

5.3.4.2. Крипторуптури

Кърджалийско-Самотновски праг. Под това наименование структурата се характеризира при настоящото изследване на Източните Родопи. Като „Кърджалийски праг”, ограничаващ треторазрядните структури на Североизточнородопското от тези, характеризиращи Момчилградското понижение, се дефинира за първи път от Йорданов (1999б).

Прагът се отъждествява с предполагаема крипторуптура, ограничаваща от изток и север „блоково оформеното Рибиновско подуване” (Атанасов и др., 1980ф), откъдето се трасира на северозапад и запад до района западно от Кърджали. Допускаме, че южният му фланг се разполага в околностите на селата Самотно и Рибино. Той служи за западен ограничителен контур на приабонския басейн, изпълващ Ранилисткото понижение и отчасти контролира от ЮЗ югоизточното продължение на Леново-Крумовградския вулкано-седиментен трог.

На територията на изследвания район предполагаемото трасе на структурата е със субмеридионална посока, дължина около 11 km и се прокарва от района на указаните села през землищата на селата Конче, Пазарци, Звездел и Ауста.

5.3.4.3. Разломни структури

На територията на картни листове Крумовград и Егрек в М 1:50 000 са представени основно три разломни системи: североизток–югозападната; северозапад–югоизточната и субекваториалната.

Към първата се отнасят големият Авренски разлом, Подрумченският разлом, както и някои издържани структури с разседен характер и направление 40–50º, разположени между селата Тополка и Бодрово.

Втората система с посока 140–160º предестинира залагането и дооформя на по-късен етап Лудетенския грабен (Лопатарски и Ладовски разлом), както и блоковите структури в кристалинната рамка около селата Белина, Сърнак и Бодрово. Още по на север се наблюдава закономерна тенденция към постепенно повиване на нарушенията от същата система до субмеридионални.

Към субекваториалната система се отнасят Голямокаменянският разлом, както и някои структури, разположени по източната периферия на Звезделския вулкан.

Авренски разлом. Структурата е описана от Р. Иванов (1961а) и Боянов и др. (1963). По-късно е характеризирана като Авренска разломна зона от Боянов, Кожухаров (1971). Ж. Иванов (1998) описва същата зона под името Авренско-Белополски разлом на отделяне. Възможно е в определен етап от развитието си той да е имал подобен характер, но в късните си прояви същият сече и палеогенските седименти. Зоната на разлома се маркира от ултракатаклазити и тектонска глина. В изследваната територия структурата се следи с посока 10º и дължина 5,5 km от ЮЗ от с. Благун до държавната граница с Гърция. В СИ посока разломната плоскост потъва на запад с различни наклони (60–80°) в участъка Черничево – Калайджиево – Багрилци и по-полегато между селата Багрилци и Добърско (к. л. Черничево в М 1:50000). Наблюденията по разломните плоскости показват лявоотсед–разседни движения. Освен крехките срязвания, има данни и за пластични срязвания по отседна зона със същата посока. Такива участъци се наблюдават СИ от с. Благун на източния картен лист. Съществуването на пластични зони на срязване с отседен характер показва продължително развитие във времето с унаследяване на срязвания в различните етапи от развитието на зоната.

Подрумченски разлом. Названието на структурата се предлага тук по името на с. Подрумче. Следи се от района на същото село до южно от с. Любинци с продължение на СИ на к. л. Черничево в М 1:50 000. Има характер на пропаднал на северозапад слабо повиващ разсед със СИ–ЮЗ посока, отделящ конгломератно-пясъчниковата задруга от скалите на Крумовишката литотектонска единица. На източния картен лист във висящия блок учустват и седименти на Подрумченската свита. Амплитудата му в тази част вероятно превишава 350–400 m. Разломът или структури от подобен тип са описвани като сателитни на Авренския разлом с по-старо заложение (Боянов, Кожухаров, 1968; в: Кожухаров, 1987b), т. е. той се възприема като част от Авренската разломна зона. Съчленяването му с основната зона става северно от с. Багрилци (к. л. Черничево в М 1:50 000), а на ЮЗ (И от с. Дъскари) опира в Голямокаменянския разлом.

Голямокаменянски разлом. Структурата се следи в продължение на 4–5 km между северно от с. Гулия до около 2,5 km източно от с. Дъскари, по северния ръб от метаморфната мантия на Кесебирската подутина. Ориентирана е субекваториално, разклоняваща се и слабо повиваща в западния си фланг на ЗСЗ до около 700 m южно от с. Дъждовница. Има характер на разсед с пропаднал северен блок, изграден последователно от седименти на Шаварската, Подрумченската свита, а южно от едноименното село – и от скали на конгломератно-пясъчниковата задруга на теригенния комплекс. Предполагаемата амплитуда на пропадане надхвърля 150–200 m. По него са осъществени интензивни хидротермални промени. На шосето при с. Дъскари разломът се изразява в широка 25–30 m зона на катаклаза, стриване, наличие на тектонска глина и огледала, съпроводено с интензивна лимонитизация, ожелезняване и медно орудяване на повърхността. В лежащия блок (или рамката на Крумовградския участък) се разкриват масивни ожелезнени серпентенити от състава на Крумовградската литотектонска единица.

Лопатарски разлом. Разломът очертава ЮЗ борд на Лудетенския грабен. Следи се в продължение на над 8 km като често променяща посоката си повиваща линия с генерална СЗ–ЮИ посока, разположена между района на селата Просо и Скалак до около 1 km ЮИ от с. Въгленци. При с. Кокошар по него са осъществени интензивни, в т. ч. площни хидротермални промени. По по-голямата част от протежението си структурата представлява субвертикален или слабо наклонен на СИ (дола ЮИ от с. Къклица) разсед с пропаднал СИ блок. При моста непосредствено ЮЗ от с. Синап обаче е съхранен първичния му деколемантен характер (или крехка екстензионна зона на отделяне с ранно заложение). Зоната е с широчина 25–30 m, съпътствана от тектонско брекчиране, окварцяване, ожелезняване и избеляване. Върху ултрабазично тяло от непосредствената рамка се разполага груб пъстър блокаж и разкъсани пластини от мрамори и гнайси в основата на Шаварската свита, разделени от относително полегато затъваща на СИ (S_R60/35º) разломна повърхнина.

Изтегляне 2.18 Mb.

Сподели с приятели:

1 ... 13 14 15 16 17 18 19 20 21